郭澤華 ，翟世奎 *，于增慧

(1. 中國海洋大學(xué) 海洋地球科學(xué)學(xué)院, 山東 青島 266100；2. 海底科學(xué)與探測技術(shù)教育部重點實驗室, 山東 青島 266100)

1 引言

近20年來，隨著多接收電感耦合等離子質(zhì)譜（MC-ICPMS）測試技術(shù)迅猛發(fā)展，非傳統(tǒng)穩(wěn)定同位素地球化學(xué)在分析方法、理論方法和實驗方法3個方面已經(jīng)漸近成熟[1-10]。特別是Fe同位素在天體地球化學(xué)[11-14]、高溫地球化學(xué)[15-18]、低溫地球化學(xué)[19-22]和生物地球化學(xué)[23]中的重要應(yīng)用[24-26]。

大洋玄武巖樣品在地球上覆蓋范圍廣、形成過程簡單、研究程度較高、受后期地質(zhì)作用改造程度低。因此，大洋玄武巖樣品是研究高溫巖漿作用過程中Fe同位素分餾的極佳樣品，也是研究更為復(fù)雜巖石和地質(zhì)作用過程中Fe同位素分餾的基礎(chǔ)。近年來，國內(nèi)外學(xué)者對海底玄武巖的Fe同位素研究方興未艾，極大豐富了Fe同位素分餾的理論體系[27-30]。

要將Fe同位素當(dāng)作示蹤巖漿演化的工具，首先需要厘清Fe同位素分餾的機制，而目前控制巖漿巖中Fe同位素分餾的機制還存在諸多爭議，主要有部分熔融[31-33]、擴散[34-38]、流體出溶[39-41]和結(jié)晶分異[42-45]4個方面。然而，海底火成巖Fe同位素分餾效應(yīng)不僅受巖漿源物質(zhì)部分熔融、巖漿擴散、流體出溶和結(jié)晶分異等作用過程的影響，而且還受到同化圍巖物質(zhì)[11]、海底蝕變[46]等作用的影響。

本文在分析了Fe同位素在巖漿作用過程中分餾效應(yīng)的基礎(chǔ)上，總結(jié)了Fe同位素組成在示蹤海底玄武質(zhì)巖漿（MORB、OIB、IAB和BABB等）作用過程研究的最新成果，探討了在應(yīng)用Fe同位素組成示蹤海底巖漿作用過程中所存在的主要問題，并對Fe同位素組成在海洋地質(zhì)學(xué)中的研究提出了幾點工作展望。

2 Fe同位素組成及表達(dá)方式

在自然界中，F(xiàn)e有4種穩(wěn)定同位素，54Fe、56Fe、57Fe和58Fe分別占總量的5.845%、91.754%、2.1191%和0.2919%[47-48]。Fe的同位素組成特征通常表示為δ56Fe，這是56Fe/54Fe比值相對于IRMM-014參考標(biāo)準(zhǔn)的千分偏差。δ58Fe值鮮有報道，因為58Fe是一種罕見的同位素，并且與δ56Fe值所反映的質(zhì)量分餾有關(guān)[49-50]。δ57Fe值也常被用來反映Fe的同位素分餾效應(yīng)。在本文中，我們將重點討論δ56Fe值的變化，從中亦可以得出δ57Fe和δ58Fe的近似 值（δ57Fe=1.475×δ56Fe和δ58Fe≈2×δ56Fe）。

δ56Fe值被定義為

其標(biāo)準(zhǔn)通常采用歐洲委員會參考物質(zhì)及測量協(xié)會提供的IRMM-014[51]。盡管這是一個合成標(biāo)準(zhǔn)，但Craddock和Dauphas[52]認(rèn)為，該標(biāo)樣與球粒隕石的Fe同位素組成類似，所有球粒隕石的Fe同位素組成都相對均一，與球粒隕石的巖石學(xué)類型關(guān)系不大。早期，F(xiàn)e的同位素組成是相對于陸地火成巖的平均值來定義的[53]，但后來的研究表明，這些巖石中Fe同位素組成變化較大，并不能代表地幔的Fe同位素組成[54-55]。目前，文獻(xiàn)中發(fā)表的大多數(shù)Fe同位素數(shù)據(jù)都采用IRMM-014作為參考標(biāo)準(zhǔn)。

3 巖漿作用過程中Fe同位素的分餾效應(yīng)

3.1 部分熔融過程中Fe同位素的地球化學(xué)行為

已有研究[32,56]表明，來自不同地區(qū)和不同構(gòu)造環(huán)境的地幔橄欖巖中δ56Fe值和Mg#呈現(xiàn)良好的負(fù)相關(guān)關(guān)系，經(jīng)歷過越高程度熔體抽離的地幔橄欖巖（具有越高的Mg#）具有越輕的Fe同位素組成，這意味著在地幔部分熔融過程中Fe同位素發(fā)生了分餾，重Fe同位素優(yōu)先進(jìn)入熔體相中，而熔融殘余物富集輕Fe同位素。對代表大洋中脊玄武巖（MORB）熔融殘余的深海橄欖巖研究進(jìn)一步證實了這一結(jié)論。深海橄欖巖具有類似于球粒隕石的Fe同位素組成（深海橄欖巖δ56Fe=0.01‰[57]），與MORB（δ56FeMORB=0.11‰[27]）相比整體偏低。重Fe同位素優(yōu)先賦存在熔體相中，說明重Fe同位素（例如56Fe）在部分熔融過程中比輕Fe同位素（例如54Fe）更不相容。如果從質(zhì)量決定擴算速度的概念考慮，輕質(zhì)量同位素應(yīng)該比重質(zhì)量同位素擴散更快而更不相容[58]，但這明顯和上述觀察到的結(jié)論不符。然而，如果重Fe同位素（例如56Fe）在部分熔融過程中優(yōu)先與Fe3+結(jié)合，即存在56Fe-Fe3+親和性[16,59-64]，重Fe同位素更不相容的特點便很好理解，因為在地幔熔融過程中Fe3+比Fe2+更不相容[65]。在各種氧化還原條件下對橄欖石和玄武巖玻璃中鐵鍵的力常數(shù)測量表明，在地幔溫度下，F(xiàn)e3+和Fe2+之間存在顯著的Fe同位素分餾平衡，這使得能夠?qū)Φ蒯Ｈ廴谄陂g的Fe同位素分餾進(jìn)行定量模擬[59,66]。

另一方面，來自不同源巖（橄欖巖和石榴石輝石巖）的熔體相對于它們的源巖顯示出不同程度的Fe同位素分餾[56-67]。具有相同初始Fe同位素組成的橄欖巖和石榴石輝石巖礦物的部分熔融模擬表明，在相同的部分熔融程度下，來自石榴石輝石巖的熔體比來自橄欖巖的熔體具有更重的Fe同位素組成[56]，這歸因于石榴石輝石巖部分熔融過程中單斜輝石對熔體的貢獻(xiàn)較大，并且單斜輝石和石榴石之間存在較大的Fe同位素分餾（主要地幔巖礦物的δ56Fe值從小到大依次為：石榴石、橄欖石、斜方輝石、單斜輝石、尖晶石）[18,31,54,68-71]。此外，天然輝石巖比橄欖巖具有更重的Fe同位素組成，這進(jìn)一步增強了重Fe同位素在派生熔體中的富集作用。因此，地幔輝石巖成分通常被用來解釋在世界范圍內(nèi)受地幔柱物質(zhì)影響的洋島玄武巖（OIB）和MORB觀測到的重Fe同位素組成[30,56,67,72-73]。

3.2 熔體演化過程中的Fe同位素分餾

火成巖的Fe同位素組成只有很小的變化[31,45,69,74-75]。Weyer等[75]的研究發(fā)現(xiàn)地幔橄欖巖的δ56Fe值略低于玄武巖。MORB和板內(nèi)玄武巖的δ56Fe值相對恒定，約為+0.1‰。正如Williams等[31]所認(rèn)為的那樣，F(xiàn)e3+在熔融過程中的相對不相容性使得重Fe同位素進(jìn)入熔體中。Poitrasson和Freydier[76]首先指出花崗巖具有比MORB更重的Fe同位素。隨后的工作表明，這種重的Fe同位素富集不僅限于花崗巖，還包括流紋巖以及其他酸性巖類（如偉晶巖[39,77]）?；鹕綆r的δ56Fe值與SiO2含量密切相關(guān)（圖1）。在SiO2含量低于70 wt%時，火成巖的δ56Fe值基本是恒定的（+0.08‰～+0.14‰）。然而，當(dāng)SiO2含量高于70 wt%時，δ56Fe陡然升高達(dá)+0.40‰上下（圖1b）。

圖1 火山巖中Fe同位素分餾的控制（據(jù)文獻(xiàn)[59]）Fig. 1 Control of iron isotope fractionation in siliceous rocks (from reference [59])Fe2+的力常數(shù)在SiO2含量為（65～75）wt%之間出現(xiàn)突變（圖1a），這種變化可以部分解釋硅酸巖的δ56Fe值在SiO2含量高于70 wt%時快速增加的原因（圖1b）；b中灰色圓圈是由文獻(xiàn)數(shù)據(jù)繪制的點，紅色曲線是使用rhyolite-MELTS軟件模擬安山巖熔體分離結(jié)晶計算得出，藍(lán)色虛線顯示了殘余熔體的同位素演化The force constant of Fe2+ shows an abrupt change between 65 wt% and 75 wt% of SiO2 content (Fig. 1a), which can partly explain the rapid increase of δ56Fe values of silicate rocks above 70 wt% SiO2 content (Fig. 1b); in b, gray circles are points drawn from literature data, red curves are calculated using rhyolite-MELTS simulation for the fractional crystallization of andesite melt, and blue dotted lines show the isotopic evolution of the residual melt

3.2.1 流體出溶

隨著壓力的降低/巖漿結(jié)晶分異程度的增加，巖漿中揮發(fā)性組分可達(dá)到過飽和，發(fā)生流體出溶作用，出溶的流體可以氯化物或者其他絡(luò)合物的形式帶走一部分的Fe[78]。Poitrasson和Freydier[76]的研究認(rèn)為，在巖漿結(jié)晶演化的后期，富含氯的水溶液可從巖漿中析出，并帶走部分的Zn、Cu、Mo、Au和Fe等元素，移出流體中的Fe具有較低的δ56Fe值，使得殘余巖漿中的Fe同位素組成具有更高的δ56Fe值。Heimann等[39]拓展了Poitrasson和Freydier[76]的工作，其研究結(jié)果表明，花崗巖和火山巖都具有重Fe同位素組成和比球粒隕石還低的Zr/Hf比值等特征，低的Zr/Hf比值是流體出溶的有效證據(jù)。

反對流體出溶模型的論據(jù)有兩種：一是有的具有高δ56Fe值的花崗巖是由干的巖漿源物質(zhì)部分熔融形成的A型無水花崗巖（非造山型），這些A型花崗巖不可能經(jīng)歷了含水流體的出溶作用[77,79]；二是來自Zn同位素組成和Zn/Fe比值的研究，Zn在氯化流體中具有很強的遷移性，大多數(shù)硅質(zhì)巖漿巖中Zn/Fe比值變化很大，這很難用巖漿分異后期的流體出溶來解釋[77]。Fe與Zn具有相似的地球化學(xué)性質(zhì)，在Fe同位素發(fā)生分餾的過程中，Zn的同位素也必然會發(fā)生分餾。Telus等[77]測量了花崗巖中的Zn同位素，發(fā)現(xiàn)大多數(shù)具有Fe同位素分餾的樣品并非具有Zn同位素的分餾特征。Schuessler等[80]測量了冰島赫克拉火山巖樣品的Li同位素組成，發(fā)現(xiàn)了與巖漿分異作用有關(guān)的Fe同位素分餾現(xiàn)象，但并沒有檢測到同樣是流動元素的Li有同位素組成上的變化。這些研究表明，流體出溶對硅質(zhì)巖中Fe的同位素分餾作用不大。然而，確實也有一些偉晶巖資料顯示出Zn和Fe同位素的分餾特征，流體出溶可能在其中發(fā)揮了作用[77]。

3.2.2 擴散

擴散可分為熱擴散和化學(xué)擴散，前者的擴散驅(qū)動力為熱梯度，后者的擴散動力為化學(xué)梯度。已有研究發(fā)現(xiàn)，熱梯度可以造成巖漿中同位素的分餾，熱的端元趨于富集輕同位素，而冷的端元趨于富集重同位素[35-36,81]。Lundstrom[82]和Zambardi等[83]提出熱擴散可能是硅酸巖中Fe和其他同位素分餾的原因。Zambardi等[83]認(rèn)為，美國Cedar Butte火山巖無論是結(jié)晶分異、地殼混染，還是晚期流體出溶，都不可能解釋所觀察到的Fe和Si的同位素變化，而將這些同位素分餾歸因于熱遷移過程，在此過程中，同位素變化主要受控于垂向溫度梯度。然而，Telus等[77]測量了美國南達(dá)科他州黑山的花崗巖、混合巖和偉晶巖，以及澳大利亞拉克蘭褶皺帶的I型、S型和A型花崗巖的Fe、Zn、Mg和U的同位素組成，其中Mg、U、Fe的同位素組成之間沒有明顯的正相關(guān)關(guān)系，從而認(rèn)為熱擴散不是硅酸巖中Fe同位素分餾的主要因素。

化學(xué)擴散也可導(dǎo)致元素同位素的顯著分餾[84]。Teng等[36]通過對夏威夷小基拉韋厄熔巖湖中的橄欖石研究發(fā)現(xiàn)這些單礦物的Fe同位素與Mg同位素組成差異非常之大（δ56Fe= -1.1‰～0.49‰，δ26Mg= -0.43‰～0.03‰），并且δ56Fe與δ26Mg之間呈負(fù)相關(guān)關(guān)系，這是因為早先晶出的橄欖石與熔體之間發(fā)生了Fe同位素與Mg同位素的交換。除了礦物-熔體之間的互擴散之外，F(xiàn)e同位素與Mg同位素的互擴散也可以發(fā)生在不同性質(zhì)的熔體之間，Wu等[37]發(fā)現(xiàn)在同時侵位的基性與酸性巖漿之間的接觸剖面上（16 cm）同樣也存在Fe同位素與Mg同位素的互擴散（δ56Fe=-0.07‰～0.25‰，δ26Mg=-0.63‰～-0.28‰），但遠(yuǎn)離接觸界面則互擴散現(xiàn)象消失。

3.2.3 分離結(jié)晶

目前看來，最有可能適用于解釋大多數(shù)巖漿中Fe同位素分餾的是分離結(jié)晶作用。當(dāng)然，這并不排除熱擴散或流體出溶在某些環(huán)境中所起的作用。

Schoenberg和von Blanckenburg[11]對瑞士Bergell侵入巖體的研究發(fā)現(xiàn)，樣品的Fe同位素組成與SiO2含量呈正相關(guān)關(guān)系，輝長巖和石英閃長巖具有相對輕的Fe同位素組成（δ56Fe=0.03‰～0.09‰），而花崗閃長巖和富硅巖脈具有重的Fe同位素組成（δ56Fe=0.14‰～0.23‰），并將其歸因于花崗質(zhì)熔體的分離結(jié)晶作用。Teng等[55]對夏威夷小基拉韋厄熔巖湖玄武巖和堆晶巖的研究發(fā)現(xiàn)，這些巖石的δ56Fe變化范圍很大（0.2‰），同時隨著樣品中MgO含量降低（Ol含量降低或結(jié)晶分異程度升高），熔體中Fe3+/∑Fe和δ56Fe值升高。這些樣品的δ56Fe變化可以用熔體-堆晶間的Fe同位素分餾系數(shù)Δ熔體-堆晶=-0.1‰解釋。Schuessler等[80]研究了冰島赫克拉火山巖，發(fā)現(xiàn)富Si的英安巖和流紋巖中富集重Fe同位素，并將其歸因于富輕Fe同位素的鈦磁鐵礦的分離結(jié)晶作用。Sossi等[79]在塔斯馬尼亞Red Hill巖體中也觀察到類似的現(xiàn)象。這是因為鐵鎂質(zhì)礦物（如橄欖巖和單斜輝石）的分離結(jié)晶會優(yōu)先從熔體中抽離Fe2+（輕Fe同位素），使殘余體更富集Fe3+和重Fe同位素。

Dauphas等[59]和Foden等[85]利用rhyolite-MELTS軟件對硅酸鹽巖石的Fe同位素組成進(jìn)行模擬，確定了巖漿在分離結(jié)晶過程中控制δ56Fe值變化的幾個重要因素。Dauphas等[59]測量了礦物和玻璃（作為硅酸鹽熔體的替代物）中Fe2+和Fe3+的β因子，并對巖漿的分離結(jié)晶進(jìn)行模擬，以解釋硅酸巖漿富重Fe同位素的趨勢（圖2）。橄欖石、輝石、尖晶石、磁鐵礦等礦物的測定表明硅酸鹽礦物和氧化物中Fe2+和Fe3+的β因子近似恒定，分別為0.57×106/T2和0.73×106/T2（T代表溫度）[86]。玄武巖、安山巖、英安巖和流紋巖中Fe的力常數(shù)測量結(jié)果也表明巖漿中Fe3+的β因子近似恒定，為1.06×106/T2[59]。在力常數(shù)-Fe3+/Fe2+圖中，玄武巖、安山巖和英安巖具有相同的趨勢，對應(yīng)于Fe2+的β因子為0.57×106/T2[59]。然而，流紋巖玻璃的力常數(shù)更高，對應(yīng)于0.68×106/T2的β因子。流紋巖玻璃中Fe2+行為的這種差異也可以在X射線吸收近邊結(jié)構(gòu)（XANES）光譜中看到，該光譜可以探明Fe的配位環(huán)境。因此，核磁共振非彈性X射線散射（NRIXS）和XANES測試結(jié)果都表明，英安巖和流紋巖之間Fe的配位環(huán)境發(fā)生了變化，使亞鐵與周圍的原子形成了更強的鍵。Dauphas等[59]在假設(shè)緩沖氧逸度的條件下，利用rhyolite-MELTS軟件模擬安山巖初始組分的分離結(jié)晶使用了這些分餾因子，重現(xiàn)了δ56Fe值與SiO2含量的變化趨勢（圖1）。

圖2 玄武巖、安山巖、英安巖、流紋巖玻璃（a）和尖晶石（b）的力常數(shù)測量值Fig. 2 Force constant measurements of basalt, andesite, dacite, rhyolite glasses (a) and spinels (b)該力常數(shù)測量值是鐵氧化還原狀態(tài)的函數(shù)（數(shù)據(jù)取自文獻(xiàn)[59, 86]）；在高溫平衡時，F(xiàn)e同位素分餾與力常數(shù)成正比；1000 ln β=2904＜F＞/T2The force constant measurements are function of the redox state of iron (data from references [59, 86]); at high temperature equilibrium, iron isotopic fractionation is directly proportional to the force constant; 1000 ln β=2904＜F＞/T2

Foden等[85]研究了巖漿初始氧化還原狀態(tài)以及開放體系（氧逸度緩沖，平衡結(jié)晶）和封閉體系（氧逸度非緩沖，分離結(jié)晶）對Fe同位素分餾的影響。為了模擬該過程，作者假設(shè)輝石-熔體的分餾系數(shù)為-0.17×106/T2，相當(dāng)于在相關(guān)的巖漿溫度下輝石/鈦鐵礦和熔體之間的分餾為-0.07‰和-0.11‰[79]。假設(shè)磁鐵礦與熔體的分餾系數(shù)為+0.13×106/T2，對應(yīng)于在相關(guān)巖漿溫度為900～1000℃時磁鐵礦與熔體的分餾為+0.07‰～+0.09‰[79]。這些分餾系數(shù)是半經(jīng)驗的，以重現(xiàn)觀察到的某些Fe同位素變化。在封閉體系（非緩沖）中，F(xiàn)e3+在早期比Fe2+更不相容。巖漿在結(jié)晶過程中逐漸氧化，磁鐵礦結(jié)晶較早，緩解了Fe3+在硅酸鹽礦物中的不相容行為。由于封閉系統(tǒng)中Fe3+含量很少，當(dāng)體系SiO2含量達(dá)到65 wt%～70 wt%時，熔體的Fe3+/Fetot比值較低，晚期結(jié)晶相以含F(xiàn)e2+的硅酸鹽為主，因此熔體-礦物分餾系數(shù)為正值。此時，熔體中也只剩下很少的Fe，礦物的結(jié)晶分離在很大程度上使Fe的重同位素在殘余巖漿中富集。雖然該模型可以再現(xiàn)某些以重Fe同位素富集為特征的A型花崗巖的重Fe同位素組成，但礦物-熔體分餾系數(shù)具有一定的隨機性，不會隨著熔體中Fe3+/Fe2+比值的變化而演化。重同位素開始富集也與天然樣品中的觀察結(jié)果不太匹配，天然樣品的δ56Fe值在SiO2含量為68 wt%出現(xiàn)轉(zhuǎn)折，而Foden等[85]的模型預(yù)測了較低SiO2含量巖石中δ56Fe值的變化。

Dauphas等[59]和Foden等[85]的研究表明，分離結(jié)晶可以解釋火成巖中的同位素變化，而無需引用流體出溶或熱擴散等過程模型。

3.2.4 同化外界物質(zhì)

Schoenberg和von Blanckenburg[11]測定Bergell巖石的δ56Fe值與SiO2含量呈正相關(guān)，而與Fe2O3總含量呈負(fù)相關(guān)，從而認(rèn)為含鐵相的分離結(jié)晶帶走了輕Fe同位素，使巖漿房中殘留熔體不斷富集重Fe同位素。然而，放射性87Sr/86Sr比值和δ18O值也隨著Bergell巖漿的不斷分化而增加，正如大多數(shù)SiO2飽和體系的情況一樣，這是由巖漿對地殼物質(zhì)的同化作用和巖漿的分離結(jié)晶（AFC）同時發(fā)生所引起的。Bergell巖石的δ56Fe值也與δ18O值呈正相關(guān)，說明隨著巖漿演化的進(jìn)行，花崗巖的重Fe同位素組分增加，可能是持續(xù)受到Fe同位素重的寄主巖石或下地殼的混染，而不是分離結(jié)晶作用的結(jié)果。

3.2.5 海底蝕變對Fe同位素組成的影響

海水對洋殼的改變是控制全球元素循環(huán)及通量的最重要過程之一[87]。海水與大洋上部地殼的低溫相互作用是海水中堿金屬、Mg、18O、C和H2O重要的匯[88-90]。玄武巖洋殼最上部的400 m具有高滲透性的特征，該帶中的玄武巖與含氧的深海海水反應(yīng)形成鐵的氫氧化物、蒙脫石和綠鱗石等次生礦物[91-92]。該過程蝕變了玻璃、橄欖石、硫化物等礦物，并在較小程度上蝕變了斜長石和單斜輝石等，蝕變產(chǎn)物填充了洋殼中的裂縫和空隙。

Rouxel等[46]揭示了海底蝕變對海洋玄武巖Fe同位素組成的顯著影響，蝕變玄武巖顯示出較高的δ56Fe值，這是由于蝕變過程中Fe2+和輕Fe同位素的優(yōu)先析出所致。

4 海底玄武巖中Fe的同位素組成

研究高溫地質(zhì)過程中Fe同位素的分餾機理，對于加深穩(wěn)定同位素分餾理論的理解和利用Fe同位素作為巖石成因過程的示蹤劑具有重要意義。例如，與球粒隕石相比[11,33,52]，陸地和月球玄武巖具有重Fe同位素組成[32,55,80,93]，這最初被歸因于形成月球的巨大撞擊期間蒸發(fā)引起的動力學(xué)Fe同位素分餾，導(dǎo)致陸地和月球地幔的非球粒隕石Fe同位素組成[74]。然而，Polyakov[94]和Williams等[95]提出，這反映了在地核形成期間金屬和硅酸鹽之間的高壓平衡Fe同位素分餾或Fe2+歧化成Fe0和Fe3+，產(chǎn)生了非球粒隕石地幔，后被帶入地表形成陸地玄武巖?；蛘?，玄武巖和球粒隕石之間的Fe同位素組成差異可能是地幔部分熔融過程中的Fe同位素分餾造成的[32-33]。

另外，巖漿分異過程也可以造成Fe同位素分餾[36,55,80,96]。因此，玄武巖不能代表其地幔來源。事實上，全球地幔捕虜體和高程度部分熔融體的平均Fe同位素組成更類似于球粒隕石，顯示出地球的球粒隕石Fe同位素組成[31-33,54,57,68,75,97-100]。因此，形成月球的巨大撞擊期間蒸發(fā)引起的Fe同位素動力學(xué)分餾和地核形成期間的Fe同位素平衡分餾或鐵歧化反應(yīng)可能并不能完全解釋這一現(xiàn)象[95]。

為了進(jìn)一步限制部分熔融和巖漿分異對火成巖Fe同位素組成的影響程度，Teng等[27]研究了覆蓋主要大洋中脊段的43個MORB樣品、來自夏威夷和法屬波利尼西亞群島的47個OIB樣品以及來自北斐濟盆地的3個弧后盆地玄武巖（BABB）樣品的Fe同位素組成：MORB的δ56Fe值介于+0.07‰～+0.14‰之間，變化范圍較小，平均δ56Fe為+0.105‰±0.006‰（2SE，n=43）（圖3）；3個BABB玄武巖樣品的δ56Fe值在+0.09‰～+0.11‰之間，與MORB相似；OIB具有不均一的Fe同位素組成，夏威夷柯勞（Koolau）島玄武巖的δ56Fe值為+0.05‰～+0.14‰，夏威夷羅希（Loihi）島玄武巖的δ56Fe值為+0.05‰～+0.09‰，法屬波利尼西亞社會（Society）群島和庫克-奧斯特拉爾（Cook-Austral）島鏈的δ56Fe值為+0.09‰～+0.18‰。OIB中Fe同位素的不均一性主要反映了橄欖石和輝石的分離結(jié)晶，也有可能反映了巖漿源區(qū)地球化學(xué)性質(zhì)上的差異。總體而言，MORB、OIB和BABB中的Fe同位素要比地幔橄欖巖重，這種差異應(yīng)該反映了部分熔融過程中的Fe同位素的分餾效應(yīng)。

圖3 大洋中脊玄武巖、洋島玄武巖和弧后盆地玄武巖同位素組成（據(jù)文獻(xiàn)[27]）Fig. 3 Iron isotopic composition of mid-ocean ridge basalts,ocean island basalts and back arc basin basalts(from reference [27])

雖然大多數(shù)MORB保留了近乎均一的Fe同位素組成[27]，但巖漿演化或源不均一性的影響也需要考慮[13]。根據(jù)已公布的MORB數(shù)據(jù)中Fe同位素與MgO之間的弱相關(guān)性，Sossi等[13]認(rèn)為，在MORB演化過程中，分離結(jié)晶可能是導(dǎo)致Fe同位素分餾的重要原因。盡管這些推論是合乎邏輯的，但它們需要樣品檢驗。為此，Chen等[28]研究了東太平洋海?。‥PR）10°30′N軸上一組放射性同位素和不相容元素的成分均勻的MORB熔巖，其MgO（（1.8～7.4）wt%）的成分范圍很廣，認(rèn)為這些樣品的Fe同位素組成系統(tǒng)性變化最好解釋為以分離結(jié)晶為主的MORB熔體演化。

盡管地幔熔融[27,31-33,54,59]和巖漿分異[13,28,55,79-80]已被證明會引起可測量的Fe同位素分餾。另一方面，在巖石圈地幔巖石中觀察到的顯著Fe同位素變化被認(rèn)為反映了地幔整體的不均一性[32,56,99,101]，MORB均一的Fe同位素組成解釋為地幔中熔融橄欖巖反應(yīng)過程中的均一化和地殼巖漿房中進(jìn)一步的均一化[32,69]。因此，對于MORB地幔源是均一還是非均一Fe同位素組成的根本問題仍未得到解答。為解決這一問題，Sun等[29]通過對東太平洋5°～15°N洋隆兩側(cè)火山玻璃樣品的研究，發(fā)現(xiàn)MORB之下地幔的Fe同位素組成也是不均一的。這些樣品顯示出較大的Fe同位素變化范圍（δ56Fe=+0.03‰～+0.36‰），超過了先前已知MORB的δ56Fe值變化范圍（+0.05‰～+0.17‰）。這種高度變化的δ56Fe值難以用海底蝕變、分離結(jié)晶或部分熔融過程來解釋，玄武巖中主量元素和微量元素特征與富集型地幔的低度熔融成因相一致，很可能指示Fe同位素組成明顯不均勻的巖漿源地幔。這種富重Fe同位素的低度熔融物最有可能形成于諸如洋盆底下的巖石圈-軟流圈邊界的位置，其可通過結(jié)晶石榴石-輝石巖的巖脈/礦脈交代上覆的海底巖石圈而形成。

已有研究表明，洋殼的Fe同位素組成比較均一（圖4，對文獻(xiàn)中不合理的數(shù)據(jù)進(jìn)行剔除并將δ57Fe全部換算為δ56Fe，δ57Fe=δ56Fe×1.475，SE=SD/n（n指樣本總數(shù)）），全球MORB的δ56Fe值平均值為0.103‰±0.009‰（2SE，n=139）；地幔柱成因的OIB的δ56Fe值平均值為0.099‰±0.010‰（2SE，n=150）；而起源于地幔楔的IAB（島弧玄武巖）的δ56Fe值平均值為0.066‰±0.020‰（2SE，n=63）。上述3種巖石的平均δ56Fe值為0.095‰±0.006‰（2SE，n=352），比地?；蛘咔蛄ｋE石的δ56Fe值高了約0.1‰。

綜上所述，海洋中不同構(gòu)造單元玄武巖（MORB、OIB、IAB和BABB等）的δ56Fe值較為接近，由輕到重依次為：IAB＜MORB≈OIB。MORB、IAB和BABB的δ56Fe變化范圍略小于OIB。但是，也有少數(shù)MORB樣品中δ56Fe值高達(dá)0.36‰左右（圖4）。截至目前，已有文章（數(shù)據(jù)）顯示海底玄武巖具有比球粒隕石富重Fe同位素組成，其主要解釋為地幔部分熔融、礦物的分離結(jié)晶以及地幔源不均一性所造成。然而，這些解釋是否具有全球普適性，還需更多不同構(gòu)造環(huán)境的海底玄武巖進(jìn)行驗證，尤其是構(gòu)造環(huán)境較復(fù)雜的弧后盆地，或許能提供新的解釋。

圖4 大洋玄武巖的Fe同位素組成Fig. 4 Iron isotopic composition of oceanic basalts

5 Fe同位素在示蹤巖漿過程中存在的主要問題

經(jīng)過近20多年的發(fā)展，F(xiàn)e同位素測試技術(shù)愈加精確、理論上更加完善，對不同地質(zhì)儲庫中Fe同位素的組成以及可能導(dǎo)致Fe同位素發(fā)生分餾的機制已經(jīng)有了一個較為全面的了解。因此，F(xiàn)e作為一個變價元素，其同位素在示蹤巖漿過程和成礦作用等方面潛力巨大。但是，要將Fe同位素當(dāng)作示蹤巖漿演化的工具，首先需要厘清Fe同位素分餾的機制，而目前控制巖漿巖中Fe同位素分餾的機制還存在諸多爭議，主要有部分熔融、流體出溶、擴散和結(jié)晶分異4個方面。在實際地質(zhì)過程中，是受單一機制控制分餾，還是受多機制分餾控制？哪一種機制才是控制巖漿巖中Fe同位素分餾的主要機制？如果是幾種機制共同起作用，如何量化和評價每一種機制對同位素分餾的貢獻(xiàn)？而且，熔離作用、巖漿混合作用、同化混染作用、多期次巖漿活動是否也影響Fe同位素的分餾，還有待于更進(jìn)一步的系統(tǒng)性研究。

總之，F(xiàn)e同位素的測試技術(shù)和理論方法已經(jīng)較為成熟，為巖漿源區(qū)地幔物質(zhì)的Fe同位素組成、高溫巖漿作用、海底巖漿演化和成礦作用的研究提供了又一頗具潛力的示蹤工具。

6 研究工作展望

Fe同位素地球化學(xué)是非傳統(tǒng)穩(wěn)定同位素體系中發(fā)展最快的領(lǐng)域之一。測量Fe的化學(xué)鍵豐度與地球化學(xué)相似元素（如Zn、Mn等）的比值和氧化還原狀態(tài)等指標(biāo)有時不足以解開Fe復(fù)雜的地球化學(xué)過程。Fe同位素組成特征很可能成為消除這一過程中不確定性的獨特工具，在海洋地質(zhì)學(xué)研究中以下幾個領(lǐng)域發(fā)揮重要的作用：

（1）地幔物質(zhì)組成。地幔物質(zhì)的組成（礦物組成、化學(xué)組成、元素同位素組成特征等）一直是地學(xué)界長期關(guān)注而至今又不十分清楚的科學(xué)問題。越來越多的證據(jù)表明，地幔物質(zhì)無論是在橫向上還是在縱向上都是不均一的，認(rèn)識這種不均一性及其成因比了解先前認(rèn)為的均一性更為重要。海底占了地球表面的70%以上，隨著調(diào)查和分析資料的積累，F(xiàn)e同位素組成很可能為研究大洋海底地幔物質(zhì)組成及其發(fā)展演化提供新的視角或有效工具。

（2）海底巖漿巖巖石學(xué)研究。海底巖石圈主要是由不同性質(zhì)的巖漿巖組成，其形成過程涉及地幔物質(zhì)的熔融（產(chǎn)生巖漿）、上升及其過程中的巖漿混合和結(jié)晶分異、巖漿房過程中的結(jié)晶和重力分異、巖漿噴出（海底）及冷凝成巖、熱液及海水的蝕變等一系列的復(fù)雜過程，許多非放射性元素同位素在這些高溫過程中是基本不發(fā)生分餾的，而多價態(tài)的Fe同位素卻對這些過程非常敏感。因此，F(xiàn)e同位素組成特征很可能成為海底巖石（圈）形成過程的最好示蹤劑（指標(biāo)）。

（3）海底成礦作用研究。Fe不僅是重要的成礦元素，而且是海洋中眾多礦產(chǎn)資源形成的載體或“中介”。例如，結(jié)核/結(jié)殼中貴重金屬元素（如Pt、Co、Ni、REE等）的富集很可能是由于Fe-Mn膠體對海洋中稀有元素的吸附（清掃）作用所造成的；再如，在海底熱液活動系統(tǒng)中，F(xiàn)e是貫穿始終的常量元素，其含量及同位素組成可被用來指示成礦元素的來源、成礦作用過程（階段）、熱液柱的擴散過程及其影響范圍等。

（4）同位素示蹤地質(zhì)作用過程的技術(shù)體系建立。利用Fe同位素組成分析或恢復(fù)巖漿物源及作用過程是近十幾年才逐漸發(fā)展起來的新方法，但由于分析技術(shù)（方法）至今仍待完善，所獲分析資料極為有限，且有限的資料大多由于源自不同的樣品和測試方法，需要進(jìn)一步驗證和甄別，去偽存真。因此，建立完整可靠的Fe同位素示蹤體系任重而道遠(yuǎn)。在近期的工作中，應(yīng)注意盡可能地選取合適的樣品、獲取原始（未經(jīng)改造或蝕變）樣品的精細(xì)分析數(shù)據(jù)和多數(shù)據(jù)相互佐證等措施。